DiogoFAG 2010 Tectonica Distensional

UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE

CENTRO DE CINCIAS EXATAS E DA TERRA

Programa de Ps-Graduao em Geodinmica e Geofsica

DISSERTAO DE MESTRADO

Desenvolvimento de dobras e falhas em

ambiente distensional: Aplicao da

modelagem fsica

Autor:

Diogo Fonseca Alves Gaspar

Dissertao n: 94

Orientador: Prof. Dr. Fernando Csar Alves da Silva

Natal/RN, Fevereiro 2010

UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE

CENTRO DE CINCIAS EXATAS E DA TERRA

PROGRAMA DE PS-GRADUAO EM GEODINMICA E

GEOFSICA

DISSERTAO DE MESTRADO

Desenvolvimento de dobras e falhas em ambiente

distensional: Aplicao da modelagem fsica

Autor:

Diogo Fonseca Alves Gaspar

Dissertao apresentada

Universidade Federal do Rio

Grande do Norte em 5 de Maro

de 2010, como requisito

obteno do grau de MESTRE em

Geodinmica.

Comisso Examinadora:

Prof. Dr. Fernando Csar Alves da Silva (PPGG/UFRN-Orientador)

Prof. Dr. Alex Francisco Antunes (PPGG/UFRN)

Prof. Dr. Julio Cesar Horta de Almeida (UERJ)

Natal/RN, 5 de Maro de 2010

o vento que me leva.

O vento lusitano.

este sopro humano

Universal

Que enfuna a inquietao de Portugal.

esta fria de loucura mansa

Que tudo alcana

Sem alcanar.

Que vai de cu em cu,

De mar em mar,

At nunca chegar.

E esta tentao de me encontrar

Mais rico de amargura

Nas pausas da ventura

De me procurar...

Miguel Torga, in 'Dirio XII'

II

Resumo

A modelagem geolgica permite analisar, na escala de laboratrio, a evoluo

geomtrica e cinemtica de estruturas geolgicas. A importncia do conhecimento destas

estruturas adquire maior relevo considerando a sua influncia na criao de condutos ou

trapas de fluidos tais como hidrocarbonetos ou gua.

No presente trabalho simulou-se a formao de dobras e falhas em ambiente

tectnico distensional, atravs de experimentos de modelagem fsica, utilizando um

aparato do tipo caixa-de-areia, e software de modelagem computacional.

A modelagem fsica de estruturas desenvolvidas no bloco alto de uma falha

lstrica, mostrou a formao de zonas axiais ativas e inativas, respectivamente em regies

proximais e distais da falha mestra. Em consonncia com a literatura, verificou-se a

formao de um anticlinal rollover entre as duas zonas axiais. O colapso da crista do

anticlinal forma grabens delimitados por falhas secundrias, de aspecto curviplanar,

perpendiculares distenso. Junto s falhas secundrias foi possvel registrar o

surgimento de algumas dobras transversais, paralelas distenso, caracterizadas por um

sinclinal no teto da falha. Foram observadas, tambm, dobras de arrasto junto superfcie

das falhas. Estas dobras so paralelas falha mestra e so representadas por anticlinais no

piso e sinclinais no teto da falha.

Para observar a influncia de variaes (largura e mergulho) na geometria do

piso de uma falha flat-ramp realizaram-se duas sries experimentais, sendo uma com o

piso (flat) variando tanto em inclinao como em largura e a segunda onde o piso

horizontal mas conservou-se a variao de largura entre um extremo e o outro da falha.

Esses experimentos desenvolveram falhas secundrias, perpendiculares direo de

distenso, que foram agrupadas em trs conjuntos: i) falhas antitticas com geometria

curviplanar, falhas sintticas, com uma geometria mais retilnea, nucleadas da base para

o topo da pilha sedimentar. As falhas normais antitticas podem rotacionar durante a

distenso, passando a apresentar uma cinemtica pseudo-inversa. ii) Falhas nucleadas no

topo da pilha sedimentar. A propagao dessas falhas feita pela coalescncia de

segmentos, s vezes originando rampas de revesamento. iii) Falhas reversas, nucleadas

na interface piso-rampa da falha mestra. Comparando os dois modelos verifica-se que a

III

inclinao do piso favorece uma nucleao diferenciada das falhas nos dois extremos do

experimento.

Alm das falhas, esses dois modelos com falha flat-ramp geraram um par

anticlinal/sinclinal, de primeira ordem e dobras de arrasto e transversais, de segunda

ordem. O anticlinal forma-se acima do piso da falha subparalelo ao plano da falha mestra,

enquanto o sinclinal desenvolve-se em pores mais distais falha mestra. Com base nas

variaes geomtricas destas dobras ao longo da extenso da falha mestra foi possvel

definir trs domnios estruturais distintos.

Usando os modelos fsicos como padro, foi realizada a modelagem

computacional de falhas flat-ramp apresentando mudanas geomtricas no piso. Foram

geradas falhas secundrias antitticas, sintticas e reversas de caractersticas semelhantes

em ambos os modelos. A modelagem computacional gerou duas dobras, um anticlinal na

regio acima do piso da falha mestra, e um sinclinal mais distal falha. Com base nas

variaes geomtricas destas dobras possvel definir trs domnios estruturais paralelos

direo da distenso. Esses dados reforam os resultados obtidos com a modelagem

fsica.

A comparao de dados reais de uma falha com geometria flat-ramp da Bacia

Potiguar com dados das simulaes fsica e computacional, permitiu verificar que, em

ambos os casos, uma variao na arquitetura do piso produz, tambm, variao na

arquitetura do teto da falha.

IV

Abstract

The geological modeling allows, at laboratory scaling, the simulation of the

geometric and kinematic evolution of geological structures. The importance of the

knowledge of these structures grows when we consider their role in the creation of

traps or conduits to oil and water.

In the present work we simulated the formation of folds and faults in

extensional environment, through physical and numerical modeling, using a

sandbox apparatus and MOVE2010 software.

The physical modeling of structures developed in the hangingwall of a listric

fault, showed the formation of active and inactive axial zones. In consonance with

the literature, we verified the formation of a rollover between these two axial zones.

The crestal collapse of the anticline formed grabens, limited by secondary faults,

perpendicular to the extension, with a curvilinear aspect. Adjacent to these faults we

registered the formation of transversal folds, parallel to the extension, characterized

by a syncline in the fault hangingwall. We also observed drag folds near the faults

surfaces, these faults are parallel to the fault surface and presented an anticline in the

footwall and a syncline hangingwall.

To observe the influence of geometrical variations (dip and width) in the flat

of a flat-ramp fault, we made two experimental series, being the first with the flat

varying in dip and width and the second maintaining the flat variation in width but

horizontal. These experiments developed secondary faults, perpendicular to the

extension, that were grouped in three sets: i) antithetic faults with a curvilinear

geometry and synthetic faults, with a more rectilinear geometry, both nucleated in the

base of sedimentary pile. The normal antithetic faults can rotate, during the

extension, presenting a pseudo-inverse kinematics. ii) Faults nucleated at the top of

the sedimentary pile. The propagation of these faults is made through coalescence of

segments, originating, sometimes, the formation of relay ramps. iii) Reverse faults,

are nucleated in the flat-ramp interface. Comparing the two models we verified that

the dip of the flat favors a differentiated nucleation of the faults at the two

extremities of the mater fault.

V

These two flat-ramp models also generated an anticline-syncline pair, drag

and transversal folds. The anticline was formed above the flat being sub-parallel to

the master fault plane, while the syncline was formed in more distal areas of the

fault. Due the geometrical variation of these two folds we can define three structural

domains.

Using the physical experiments as a template, we also made numerical

modeling experiments, with flat-ramp faults presenting variation in the flat.

Secondary antithetic, synthetic and reverse faults were generated in both models. The

numerical modeling formed two folds, and anticline above the flat and a syncline

further away of the master fault. The geometric variation of these two folds allowed

the definition of three structural domains parallel to the extension. These data

reinforce the physical models.

The comparisons between natural data of a flat-ramp fault in the Potiguar

basin with the data of physical and numerical simulations, showed that, in both cases,

the variation of the geometry of the flat produces, variation in the hangingwall

geometry.

.

VI

Agradecimentos

Na senda dos meus antepassados parti para uma aventura em terras distantes e

estranhas. Uma aventura com desafios a serem conquistados, alegria, tristeza, amor e

carinho.

Agradeo aos meus pais e ao resto da famlia que l ficou e mesmo distncia

me ajudou a vencer os desafios.

Agradeo aos que me receberam, me ajudaram a viver neste encantador pas

tropical. Sem nenhuma ordem especial:

-PPGG, todos os seus funcionrios e professores, que to bem me receberam;

-Nilda, a salvadora;

-Sr. Emanuel, pelo apoio sempre presente s Manu, brigadu!;

-Prof. Fernando Csar Alves da Silva, pelos ensinamentos, criticas e

disponibilidade;

-Ao Prof. Antnio Garcia, pela sugesto de fazer o mestrado na UFRN;

-Todos os meus colegas pelo apoio inestimvel;

- Midland Valley Ltd, pela cesso das licenas acadmicas da suite

MOVE2010

-ANP pela preciosa bolsa;

-Vanessa, sem ela no teria conseguido.

VII

ndice

RESUMO II

ABSTRACT IV

NDICE DE FIGURAS IX

1. Introduo 01

1.1 Apresentao 02

1.2 Justificativa 02

1.3 Objetivos da Pesquisa 02

2. Estado da Arte 04

2.1 Princpios base de deformao 05

2.2 Geometria das Falhas distensionais 07

2.2.1 Falhas Normais 09

2.2.1a Falhas Planares 12

2.2.1b Falhas Lstricas 15

2.2.2 Zonas de Transferncia 16

2.3 Dobramentos Associados ao Movimento de Falhas Normais 18

2.3.1 Dobras Longitudinais 19

2.3.1a Dobras de Arrasto 19

2.3.1b Dobras de Arrasto Inverso 20

2.3.2c Dobras Rollover 21

2.3.2 Dobras Transversais 22

2.4 A Modelagem Fsica 24

2.4.1 Breve Introduo Histrica 25

2.4.2 Os Materiais Anlogos e as Relaes Escalares 25

2.4.3 Modelagem de Estruturas em Bacias Tipo Rifte 27

3. Mtodos de Trabalho 29

3.1 Aparato e Materiais Usados 30

3.1.1 Procedimento experimental em aparato caixa de areia 31

VIII

3.2 Interpretao e Modelagem Dgital 32

3.2.1 Modelagem computacional 33

4. Estruturas geradas no Bloco Alto de Falhas Lstricas 34

4.1 Introduo 35

4.2 Falhas 36

4.3 Dobras 38

5. Desenvolvimento de Estruturas Relacionas a Falha com Geometria do Tipo

Flat-Ramp

42

5.1 Introduo 43

5.2 Falha com Geometria Flat-Ramp: Flat No-Horizontal e com Largura

Varivel

43

5.2.1 Falhas 44

5.2.2 Dobras 48

5.3 Falha com Geometria Flat-Ramp: Flat Horizontal e com Largura Varivel 50

5.3.1 Falhas 50

5.3.2 Dobras 51

5.4 Comparao com a Falha de Baixa Grande da Bacia Potiguar 54

6. Modelagem computacional de falhas com geometria do tipo flat-ramp 58

6.1 Introduo 59

6.2 Modelagem computacional 60

7. Concluses e discusses 65

7.1 Estruturas geradas no bloco alto de falhas lstricas 66 7.2 Desenvolvimento de estruturas relacionadas falha com geometria do tipo

flat-ramp

67

7.3 Modelagem computacional de falhas com geometria do tipo flat-ramp 68

8. Referncias Bibliogrficas 70

IX

ndice de Figuras

Figura 2.1 Representao grfica da deformao homognea e heterognea: (a)

corpo original no deformado; (b) corpo deformado homogeneamente;

(c) corpo deformado heterogeneamente.

05

Figura 2.2 A) Representao de dois estgios da deformao por cisalhamento

puro. B) Deformao por cisalhamento simples. Nos dois exemplos o

estgio inicial, no deformado, representado por (i).

06

Figura 2.3 Principais tipos de falhas, com a representao dos eixos de tenses

(Groshong, 1999). (a) Falha normal, (b) falha reversa, (c) falha

transcorrente.

08

Figura 2.4 (A) Esquema ilustrativo da propagao radial de falhas, i, ii e iii

representam trs estgios consecutivos de propagao de uma mesma

falha. O deslocamento diminu (setas) a partir do centro para as

extremidades da falha. Modificado de Cartwright et al (1995). (B)

Ilustrao da evoluo de trs segmentos (x, y e z) que se interligam,

gerando uma falha nica maior. (i) Inicio do falhamento, (ii)

interligao dos segmentos y e z, (iii) unio dos segmentos x com o

segmento yz de falha numa nica falha maior. Repare-se que a

interligao de segmentos que produz perfis alongados de deslocamento

(D) e comprimento (L) leva a que o perfil final da falha resultante

bastante similar ao perfil de um segmento de falha isolado. Modificado

de Gawthorpe & Leeder (2000).

10

Figura 2.5 Ilustrao da evoluo de um sistema de falhas, atravs de uma

modelagem computacional. 1: Nucleao inicial de muitos segmentos

isolados; 2: maior crescimento de alguns segmentos (w, x, y, z); 3: A

deformao localizada nas falhas z e y enquanto cessa a atividade nos

segmentos adjacentes. Modificado de Cowie (1998).

11

Figura 2.6 (A) graben na sub-bacia de Sergipe. (B) Formao de graben em

modelagem fsica. (Alves da Silva, indito).

12

Figura 2.7 (A) Falhas planares rotacionais com arranjo em domin (Groshong,

1999). L0: Distncia original entre dois planos de falha adjacentes; L1:

Distncia final entre dois planos de falha adjacentes; t: largura do

bloco; 0: mergulho inicial da falha; : mergulho final da falha; :

mergulho final das camadas; Sr: rejeito da falha. (1) Corpo antes da

deformao, (2) corpo depois da deformao e (3) Relaes entre as

diversas variveis descritas acima. (B) Falhas geometria em domin na

Formao Barreiras (Icapu-CE) (Alves da Silva, indito). (C) Falhas

com geometria em domin desenvolvida em experimento fsico.

14

Figura 2.8 Desenvolvimento de superfcies axiais ativa e inativa para uma falha

listrica, assumindo o colapso na direo antittica da falha. As camadas

sofrem cisalhamento progressivo ao passar pela superfcie axial ativa.

Modificado de Xiao & Suppe (1992).

15

Figura 2.9 Fotografia de rollover desenvolvido em modelagem fsica com argila

por Closs (1968), modificado de Groshong, 1999).

16

X

Figura 2.10 Representao esquemtica dos dois tipos principais de zonas de

transferncia. (A) Falha de transferncia (hard-linkage) e (B) zonas ou

rampas de revezamento (soft-linkage). Modificado de Gawthorpe &

Hurst (1993).

17

Figura 2.11 (A) Representao esquemtica, em mapa, das diferentes geometrias

das zonas de transferncia; (B) representao, em seo, da propagao

de falhas por ligao de segmentos. Modificado de Groshong (1999).

18

Figura 2.12 Desenvolvimento de dobras associadas a falhamento normal: (a) dobra

longitudinal; (b) dobra transversal. (Schlische 1995).

19

Figura 2.13 Ilustrao de uma dobra de arrasto devido propagao da falha na

vertical e na horizontal (fault propagation fold). Modificado de

Schlische (1995).

20

Figura 2.14 Modelo matemtico gerando uma dobra de arrasto inverso, sendo o

mecanismo causador a variao do deslocamento ao longo de uma falha

normal, modificado de Grasemann et al (2005). O deslocamento da

falha faz-se no eixo x, o maior deslocamento representado pelas

cores mais escuras.

21

Figura 2.15 Representao de seis estgios da formao de um rollover (a a f).

possvel observar a gerao de espao devido ao movimento da falha

lstrica levando a um encurvamento das camadas para preencher o

espao. Tambm possvel observar o espessamento das camadas junto

superfcie da falha, devido prpria geometria curvilnea das camadas

do teto da falha. Modificado de Schlische (1995).

22

Figura 2.16 Ilustrao dos processos envolvidos no crescimento de falhas com

formao de dobras transversais, modificado de Schlische & Anders

(1996). Cada painel mostra estgios, numerados de 1 a 3, da evoluo

do teto de uma falha normal. Esto ilustrados perfis longitudinais para

cada estgio. (a) Falha nica; (b) falhas sintticas no sobrepostas; (c)

falhas sintticas com sobreposio; (d) segmentos de falha antitticos.

23

Figura 2.17 Esquema ilustrativo de dobras associadas a falhas em zonas de

acomodao. (A) e (B) representam, respetivamente, um sinclinal e um

anticlinal oblquo. (C) e (D) representam um anticlinal e sinclinal

paralelo, respetivamente. Modificado de Faulds, et al. (2002)

24

Figura 2.18 Fotografia de Sir James Hall durante os seus experimentos, simulando a

formao das cadeias montanhosas da Esccia. (Koyi, 1997)

25

Figura 2.19 Grficos mostrando o stress () em funo do strain (e) de um

determinado material. (A) Um material de comportamento Navier-

Coulomb ideal, com o aumento da tenso vai ter uma deformao

plstica at ao ponto de ruptura onde assume um comportamento frgil.

Neste material ao ser atingido o ponto de ruptura a tenso necessria

para deformar o corpo no diminui. (B) Numa rocha da crosta superior

a tenso necessria para ocorrer deformao frgil menor que a

necessria para atingir o ponto de ruptura. (C) Num material anlogo

granular pode-se observar que o seu comportamento bastante

semelhante ao de uma rocha da crosta superior. Modificado de

Lohrmann (2003).

26

XI

Figura 3.1 (A) Ilustrao do aparato caixa de areia utilizado no presente

trabalho. (B) Esquemas dos blocos de madeira usados para simular a

geometria da falha mestra: (1) falha lstrica, (2) Falha flat-ramp com o

flat inclinado perpendicularmente direo de distenso e sendo mais

largo em uma das suas extremidades (3) Falha flat-ramp com o flat

horizontal e largura, tambm diferente em ambas as extremidades do

plano de falha.

31

Figura 3.2 Fluxograma das ativiades realizadas na restaurao de sees por meio

da suite de aplicativos MOVE2010 da Midland Valley, Lta.

33

Figura 4.1 (A) Esquema ilustrativo do aparato caixa-de-areia, representando a

geometria lstrica da falha nesta srie experimental. (B) Perfil

mostrando as camadas de areia representando a sedimentao pr-

tectnica.

35

Figura 4.2 Fotografia do experimento V com 22% de distenso mostrando o

desenvolvimento de falhas com direo E-W com geometria

curviplanar vista em perfil.

36

Figura 4.3 (A) Modelo de desenvolvimento de superfcies axiais ativa e inativa

(Xiao & Suppe, 1992) e (B) Fotografia do experimento XII aos 22% de

distenso exibindo similares superfcies axiais.

37

Figura 4.4 Interpretao de fotografias do experimento V com 100% (i) e 110%

(ii) de distenso. Pode-se observar que as falhas ativas (4, 5 e 6) afetam

as camadas sintectnicas e, nesse estgio da deformao ainda no

alcanaram a zona inativa.

38

Figura 4.5 Interpretaes das fotografias do experimento V, em quatro estgios de

distenso diferentes (33%, 55%, 99%, 166% de distenso). possvel

observar o aumento do mergulho do flanco norte do anticlinal rollover,

assim como o espessamento das camadas sintectnicas junto

superfcie da falha mestra.

39

Figura 4.6 (A) Fotografia do experimento XII, com 11% de distenso, mostrando o

desenvolvimento de uma dobra de arrasto maior junto superfcie da

falha mestra (1) e uma dobra de arrasto menor (2) formada junto a uma

falha secundria. (B) Esquema ilustrativo de uma dobra de arrasto. (C)

Fotografia em mapa do experimento V, com 132% de distenso

mostrando falhas secundrias com desenvolvimento de dobras

transversais. (D) Esquema ilustrativo de uma dobra transversal falha.

40

Figura 4.7 Interpretaes da fotografia do experimento V, com 166% de distenso,

mostrando as medidas utilizadas no clculo do volume de sedimentos.

41

Figura 5.1 Esquema ilustrativo do aparato utilizado nos experimentos, com falhas

do tipo flat-ramp. Neste caso o flat mais largo na poro Este e

mergulha 5 para oeste. As medidas apresentadas esto em centmetros.

44

XII

Figura 5.2 (I) e (II) Fotografia do lado oeste e leste, respectivamente, do

experimento XII aos 22% de distenso. (III) e (IV) Fotografia do lado

oeste e leste, respectivamente, do experimento XII aos 33% de

distenso. As falhas reversas esto representadas em amarelo, as falhas

nucleadas no topo em vermelho e as nucleadas na base em azul.

Comparando o lado oeste (I e III) e o lado este (II e IV) pode-se

observar que as falhas so nucleadas primeiramente no lado onde o flat

mais baixo.

45

Figura 5.3 (A) a (D) Interpretao a partir de fotografias, de quatro estgios

sucessivos de deformao do experimento X, mostrando a rotao das

falhas. (E) Grfico mostrando a variao do mergulho de uma falha

antittica e outra sinttica, A e S nos perfis (A) a (D).

46

Figura 5.4 A) Fotografia do experimento IX em trs estgios de distenso onde

possvel observar a propagao das falhas atravs da interligao de

segmentos (a, b, c e d). (B) Exemplo de uma rampa de

revezamento em 66% de distenso (experimento IX).

47

Figura 5.5 : (A) a (E) Fotos do lado oeste experimento XI, em progressivos

estgios de distenso. As falhas reversas esto representadas em

amarelo e em azul as falhas normais.

48

Figura 5.6 (A) Fotografia do experimento IX com 99% de distenso. So

apresentadas trs sees paralelas direo da distenso, onde foram

realadas as camadas sin e prtectnica mais recentes (linhas amarela e

laranja, respetivamente), para uma melhor visualizao da geometria

das dobras presentes. (B) Diagrama representando tridimensionalmente

O topo das camadas prtectnicas, mostrando o anticlinal com eixo

paralelo e o sinclinal oblquo falha mestra. A posio das sees

mostrada em B.

49

Figura 5.7 Esquema ilustrativo do aparato utilizado nos experimentos, onde

observa-se na geometria flat-ramp da falha que o flat da falha mais

largo na poro leste. As medidas apresentadas esto em centmetros.

50

Figura 5.8 (i) a (vii) Fotografias do experimento XIII com incrementos constantes

(11%) de distenso tendo (i) 11% e (vii) 77% de distenso. Esto

interpretadas as falhas reversas (amarelo), falhas nucleadas o topo da

pilha sedimentar (vermelho) e falhas nucleadas na base da pilha

sedimentar (azul)

52

Figura 5.9 (A) Fotografia do experimento XIII, com 66% de distenso. (B)

Interpretao da fotografia apresentada em 'A' onde se pode observar a

variao de largura do anticlinal. A direo do sinclinal este-oeste.

(C) Representao 3D simplificada da bacia modelada

53

Figura 5.10 Mapa do arcabouo tectnico da Bacia Potiguar. Modificado de

Cremonini et al. (1996)

54

XIII

Figura 5.11 (A) Representao tridimensional da Falha de Baixa Grande mostrando

a geometria flat-ramp da falha. (B) Seo ssmica (inline 100) da falha

de Baixa Grande, correspondendo extremidade oeste do experimento.

(C) Seo ssmica (inline 1080) da falha de Baixa Grande,

correspondendo extremidade leste do experimento. (D) Seo ssmica

(inline 500) da falha de Baixa Grande, correspondendo regio

transicional registrada no experimento. Modificado de Pontes (2005)

56

Figura 6.1: Mapa tridimensional do experimento IX, correspondendo modelagem

fsica de uma falha normal, do tipo flat-ramp, cujo piso inclinado

(vide item 5.1). (A) Representao da camada sin e pr-tectnica mais

recente (vermelho escuro e amarelo, respectivamente) e da falha em

vermelho claro. (B) Representao 3D da falha onde se pode observar o

mergulho do piso para leste.

60

Figura 6.2: Resultado da modelagem bidimensional com os algoritmos: (A) simple

shear e (B) trishear.

61

Figura 6.3: Resultado da modelagem bidimensional com o algoritmo fault parallel

flow. So apresentadas cinco sees (i, ii, iii, iv, v) em distenses

sucessivas. No lado esquerdo est representada a extremidade leste da

falha, onde o piso se encontra a uma cota mais superior que no lado

oeste, apresentado no lado direito da figura.

62

Figura 6.4: (A) Modelos tridimensionais resultantes da aplicao do algoritmo

fault parallel flow. (B) Variao do mergulho do anticlinal entre as

diversas camadas, so apresentadas duas camadas sintectnicas, a mais

antiga (creme) e a mais recente (verde). (C) Mapa do topo da sequncia

pr-tectnica, onde possvel observar a obliquidade do sinclinal

relativamente distenso assim como, a compartimentao em

domnios das estruturas na zona de influncia da falha.

64

Captulo 1

INTRODUO

Desenvolvimento de dobras e falhas em ambiente distencional: Aplicao da modelagem fsica 2

Dissertao de Mestrado PPGG-UFRN Gaspar, D. F. A.

INTRODUO

1.1 Apresentao

O presente documento representa os resultados da pesquisa realizada pelo autor

sobre a modelagem de falhas e dobras em ambiente distensional e constitui sua

Dissertao de Mestrado desenvolvida no Programa de Ps-Graduao em Geodinmica

e Geofsica da Universidade Federal do Rio Grande do Norte (PPGG/UFRN).

1.2 Justificativa

Desde o incio da explorao de hidrocarbonetos que a importncia do

conhecimento das dobras e falhas reconhecida, particularmente a sua relao com

acumulao de hidrocarbonetos. Estas estruturas tm um papel preponderante no

desenvolvimento de condutos, barreiras e armadilhas de fluidos.

A formao de dobras em bacias sedimentares muitas vezes associada

inverso da bacia, o que nem sempre se verifica. A existncia de dobras em ambientes

distencionais, apesar de ser reconhecida desde 1939 (Schlische, 1995), s recentemente

tem sido objeto de estudo com mais detalhe.

A natureza fractal das estruturas geolgicas (Mandelbrot, 1989) permite a

utilizao da modelagem analgica para compreenso do desenvolvimento, geometria e

cinemtica das estruturas geolgicas. Particularmente na indstria do petrleo esta

ferramenta tem adquirido um papel cada vez mais relevante na compreenso das

estruturas em bacias sedimentares.

1.3 Objetivos da pesquisa

O objetivo geral do presente trabalho a simulao, em aparato do tipo caixa de

areia, do desenvolvimento de estruturas geolgicas (falhas e dobras) em ambiente

puramente distencional e compar-las com estruturas reais encontradas na Bacia



Potiguar. Dentro deste contexto foi necessrio aprender as tcnicas e os mtodos de

trabalho no Laboratrio de Modelagem Estrutural do PPGG.

Os objectivos especficos foram:

Modelagem fsica de falhas normais do tipo lstrica;

Modelagem fsica de falhas normais do tipo flat-ramp e a influncia da

variao do mergulho e da largura do flat da falha;

Modelagem computacional de duas de falhas normais do tipo flat-ramp e a

influncia da variao do mergulho e da largura do flat da falha usando a suite de

aplicativos MOVE2010 da Midland Valley Ltda, existente no laboratrio de interpretao

ssmica e mtodos computacionais do LGGP/PPGG;

Anlise da geometria e a distribuio cronolgica relativa das falhas e

dobras geradas nas diversas modelagens, aps sucessivos incrementos distensionais;

Comparao dos resultados da modelagem fsica de uma falha do tipo flat-

ramp com a falha de Baixa Grande na Bacia Potiguar.



Captulo 2

INTRODUO



ESTADO DA ARTE

2.1 Princpios base de deformao

As rochas encontram-se constantemente submetidas a um campo varivel de

tenses, levando sua deformao. Assim, a deformao pode ser definida como uma

mudana no volume, forma e posio de um determinado corpo rochoso devido atuao

de um campo de tenses (Fiori, 1997).

A deformao pode ser classificada em duas classes distintas (Price & Cosgrove,

1990):

(i) Deformao de um corpo rgido, implica deslocamento de um corpo no

espao sem que ocorram mudanas na sua forma ou volume, este deslocamento pode ser

rotacional ou translacional.

(ii) Deformao de um corpo no-rgido, provoca mudanas na forma e no

volume, atravs da deformao volumtrica e distoro do corpo.

A deformao tambm pode ser homognea ou heterognea (Park, 2004). Na

deformao homognea so mantidas as relaes geomtricas do corpo. Enquanto na

deformao heterognea considera-se um somatrio de deformaes homogneas, com

diferentes direes e magnitudes, aplicadas a cada ponto do corpo (figura 2.1).

Figura 2.1: Representao grfica da deformao homognea e heterognea: (a) corpo

original no deformado; (b) corpo deformado homogeneamente; (c) corpo deformado

heterogeneamente.



A deformao homognea de um corpo pode ser feita atravs de cisalhamento

puro ou cisalhamento simples (figura 2.2):

- O cisalhamento puro caracterizado pela contrao e distenso em direes

perpendiculares, mantendo-se as relaes angulares do corpo e variando as relaes

escalares (Park, 2004).

- O cisalhamento simples ocorre quando um corpo submetido a um

cisalhamento uniforme e paralelo, numa determinada direo, implicando na variao das

relaes angulares do corpo, mas mantendo as relaes escalares. Caracteristicamente no

cisalhamento simples existe conservao da rea durante a deformao, (Ramsay &

Huber 1987).

Figura 2.2: A) Representao de dois estgios da deformao por cisalhamento puro. B)

Deformao por cisalhamento simples. Nos dois exemplos o estgio inicial, no deformado,

representado por (i).

A deformao gera variaes nas relaes escalares e angulares internas de um

corpo e atravs da medio destas variaes possvel determinar a deformao interna

de um determinado corpo rochoso. A elongao (e) definida como a mudana relativa

do comprimento de uma linha, (Fiori, 1997), e pode ser calculado pela relao entre o



comprimento inicial (li) e o comprimento final da linha (lf) da seguinte frmula

matemtica (equao 1):

Equao 1:

=

O encurtamento de um corpo dado pelo valor negativo da elongao e a

distenso por um valor positivo. Esse parmetro da deformao representado em

percentagem.

2.2 Geometria de falhas distensionais.

Uma falha geolgica define-se como sendo uma superfcie ou zona estreita

atravs da qual ocorreu deslocamento relativo, paralelamente a esta, dos dois lados.

Deslocamento um termo geral para definir o movimento relativo dos dois lados da

falha, medido em qualquer direo, (Groshong, 1999 e Peacock, 2000).

Um falhamento ocorre quando o limite de coeso interno de um corpo rochoso

submetido a um campo de tenses cisalhante ultrapassado. As falhas podem ser

classificadas de acordo com a sua cinemtica ou com as suas caratersticas geomtricas,

(figura 2.3).

- Falhas normais, so caracterizadas por apresentarem o eixo principal de tenso

(1) vertical, e o eixo de distenso (3) horizontal. Este tipo de falha relaciona-se,

geralmente, com a distenso, no entanto, tambm se encontra associado a estiramento

radial centrfugo em cristas de anticlinais ou estruturas dmicas (Peacock, 2000).

- Falhas reversas ou de empurro, so caracterizadas por 1 essencialmente

horizontal e 3 vertical. O seu movimento origina um rejeito da falha inverso. O

mergulho tem um mximo de 45 com a horizontal. Este tipo de falha , comummente,

associada a processos de encurtamento crustal, implicando em esforos compressionais e

tangenciais. No entanto, este tipo de falhas tambm pode ser resultante secundrio de



tectonismo vertical e deslizamento gravitacional, assim, a sua presena no indica

necessariamente que a crosta esteja a ser encurtada (Park, 2004).

- Falhas inversas, este tipo de falhas difere das falhas reversas pois o seu

mergulho maior que 45. A explicao reside no fato que estas falhas podem ser uma

reativao de falhas normais ou que os seus principais eixos de tenso no so

necessariamente horizontais em profundidade. As trajetrias de tenso se tornam

inclinadas e/ou curvadas como resultado de variaes no estado de tenso lateral e

verticalmente (Davis & Reynolds, 1996).

- Falha transcorrentes ou de rejeito direcional, ocorrem quando o movimento

principalmente horizontal, ou seja, 1 e 3 so horizontais. Este tipo de falhas resulta de

movimentos cisalhantes ao longo de um plano vertical ou subvertical, (Park, 2004).

Figura 2.3: Principais tipos de falhas, com a representao dos eixos de tenses

(Groshong, 1999). (a) Falha normal, (b) falha reversa, (c) falha transcorrente.



2.2.1 Falhas normais

O termo falha normal tem a sua origem nas minas de carvo do sculo XIX em

Inglaterra, este tipo de falha era o mais comum, chamando-lhe assim os mineiros de falha

normal (Peacock, 2000).

As falhas normais podem apresentar, ou no, superfcies de descolamento. Estas

superfcies de menor resistncia tm um papel significativo no controle do modo e taxa

da deformao e, consequentemente no estilo de distenso superficial. Nos modelos

fsicos realizados por Bahroudi et al (2003) foi testado o efeito de deslocamentos dcteis

e friccionais e os resultados indicam que a reativao de falhas do embasamento abaixo

da superfcie de descolamento tambm pode controlar o estilo e a taxa de distenso. As

principais diferenas entre os modelos de descolamento friccional e dctil so

evidenciadas pela largura da zona de deformao e pelo nmero de falhas desenvolvidas,

que maior nos experimentos com descolamento dctil (Bahroudi et al 2003).

A modelagem dos processos envolvidos no crescimento de falhas permitiu a sua

diviso, segundo Cartwright et al. (1995), em dois grandes grupos: (i) crescimento por

propagao radial e (ii) crescimento pela unio de segmentos (figura 2.4).

O crescimento de falhas por unio de segmentos assume que, o maior reajuste do

perfil de deslocamento ocorre subsequente completa unio (hard-linkage) dos

segmentos. De acordo com este modelo, falhas recm unidas so subdeslocadas em

relao a falhas isoladas.



Figura 2.4: (A) Esquema ilustrativo da propagao radial de falhas, i, ii e iii representam

trs estgios consecutivos de propagao de uma mesma falha. O deslocamento diminui (setas) a

partir do centro para as extremidades da falha. Modificado de Cartwright et al. (1995). (B)

Ilustrao da evoluo de trs segmentos (x, y e z) que se interligam, gerando uma falha nica

maior. (i) Inicio do falhamento, (ii) interligao dos segmentos y e z, (iii) unio dos segmentos x

com o segmento yz de falha numa nica falha maior. Repare-se que a interligao de segmentos

que produz perfis alongados de deslocamento (D) e comprimento (L) leva a que o perfil final da

falha resultante bastante similar ao perfil de um segmento de falha isolado. Modificado de

Gawthorpe & Leeder (2000).



Um modelo alternativo proposto por Cowie (1998) sugerindo que o maior

deslocamento ocorre enquanto as falhas ainda permanecem relativamente isoladas (figura

2.5). Isso alcanado atravs do crescimento preferencial, localizado em pontos de

simetria de ruptura na evoluo dos sistemas de falhas. O segmento central de uma

falha ir variar de acordo com a definio de um ponto de simetria de ruptura. Este

segmento pode alcanar um maior comprimento e ter um grande deslocamento antes

mesmo de nenhuma unio estrutural ocorrer.

Figura 2.5: Ilustrao da evoluo de um sistema de falhas, atravs de uma modelagem

numrica. 1: Nucleao inicial de muitos segmentos isolados; 2: maior crescimento de alguns

segmentos (w, x, y, z); 3: A deformao localizada nas falhas z e y enquanto cessa a atividade

nos segmentos adjacentes. Modificado de Cowie (1998).



As falhas normais podem, segundo Wernicke & Burchfiel (1982), ser divididas

em duas classes, rotacionais e no-rotacionais, que, por sua vez, podem ser subdivididas

com base na sua geometria em falhas planares (rotacionais ou no) e falhas lstricas

rotacionais. As falhas possuem uma variao do deslocamento de seus planos, sendo ele,

zero nas extremidades e mximo na regio central. Esse deslocamento heterogneo

responsvel pela geometria elptica do plano de falha, com o menor eixo da elipse

paralelo ao sentido do deslocamento.

2.2.1.a) Falhas Planares

As falhas planares no-rotacionais assumem normalmente um arranjo em horst e

graben (figura 2.6a). Essas estruturas so facilmente modeladas em laboratrios (figura

2.6.b). Esta geometria clssica caracteriza-se por uma sucesso de falhas com mergulhos

contrrios geralmente associados a ambientes tectnicos de distenso uniforme. Este tipo

de arranjo acomoda uma pequena quantidade de deformao.

Figura 2.6: (A) graben na sub-bacia de Sergipe. (B) Formao de graben em




Um modelo para a gerao de falhas planares rotacionais foi proposto por

Wernicke & Burchfield (1982) no qual a rotao de um corpo rgido, associada a uma

distenso, provoca uma rotao dos blocos de falha. A relao entre a distenso e a

rotao pode ser calculada usando a equao 2:

Equao 2:

e = [sin( 0 + ) / sin ] 1.

Neste modelo so formados espaos vazios na base dos blocos, na natureza estes

espaos so preenchidos por outro material.

O arranjo caracterstico de falhas planares rotacionais denomina-se de domin

(figura 2.7). Este tipo de geometria permite uma acomodao de grande quantidade de

distenso, com uma pequena deformao interna dos blocos.

A geometria em domin pode se desenvolver de duas formas, assumindo que o

bloco alto no sofre deformao: com ou sem descolamento basal.

No modelo sem descolamento basal os blocos falhados so unidos s camadas

sobre e sotopostas, sendo que a camada falhada no suficientemente frgil para ser

descrita como descolamento, considerando-se ento como uma zona de cisalhamento. No

modelo com descolamento basal a ausncia de outras superfcies de descolamento fora

as camadas distenso, o que facilita a formao desta geometria, (Steward & Argent,

1999). Arranjos dominados por uma nica polaridade so particularmente comuns em

sistemas de deslizamento gravitacional. Estes sistemas so controlados pelo peso de uma

camada rochosa escorregando sobre outra relativamente menos competente, este

fenmeno denominado descolamento (detachment) (Price & Cosgrove, 1990).



Figura 2.7: (A) Falhas planares rotacionais com arranjo em domin (Groshong, 1999). L0:

Distncia original entre dois planos de falha adjacentes; L1: Distncia final entre dois planos de

falha adjacentes; t: largura do bloco; 0: mergulho inicial da falha; : mergulho final da falha; :

mergulho final das camadas; Sr: rejeito da falha. (1) Corpo antes da deformao, (2) corpo depois

da deformao e (3) Relaes entre as diversas variveis descritas acima. (B) Falhas geometria

em domin na Formao Barreiras (Icapu-CE) (Alves da Silva, indito). (C) Falhas com

geometria em domin desenvolvida em experimento fsico.



2.2.1.b. Falhas lstricas

Quando falhas planares apresentam variaes do mergulho, os estratos do teto

podem colapsar, formando assim estruturas do tipo kink band. Esta variao no mergulho

do plano de falha gera duas superfcies imaginrias, denominadas de superfcie axial

ativa, que fixa em relao ao teto, e superfcie axial inativa, que migra com o teto e

define um plano que separa a poro colapsada da no-colapsada. Os estratos entre a

superfcie da falha e a superfcie axial ativa permanecem inalterados at cruzarem o plano

definido por essa ltima, quando so colapsados e cisalhados, (figura 2.8). As pores do

teto fora dos limites destas superfcies tm o transporte de partculas controlado por

translao paralela aos diferentes segmentos de falha. O mergulho da superfcie ativa

controlado pela reologia da rocha, principalmente pelo seu ngulo de frico interna

(Xiao & Suppe, 1992).

Figura 2.8: Desenvolvimento de superfcies axiais ativa e inativa para uma falha listrica,

assumindo o colapso na direo antittica da falha. As camadas sofrem cisalhamento progressivo

ao passar pela superfcie axial ativa. Modificado de Xiao & Suppe (1992).

Pode-se considerar uma falha lstrica como sendo um somatrio de vrias

quebras de mergulho, formando uma superfcie curva que tende a horizontalizar em

profundidade (Xiao & Suppe, 1992). O somatrio do colapso provocado por sucessivas

quebras de mergulho do plano de falha pode gerar uma dobra em rollover (figura 2.9).



Figura 2.9: Fotografia de rollover desenvolvido em modelagem fsica com argila por

Closs (1968), modificado de Groshong, 1999).

2.2.2 Zonas de transferncia.

Uma zona de transferncia representa uma regio com importantes elementos

estruturais transversos ou oblquos. As zonas de transferncia permitem a acomodao de

distenso entre segmentos de falhas individuais ao longo do comprimento da zona de

deformao de uma bacia. Embora a presena desta zona implique uma relao

geomtrica entre as falhas, no determina que haja uma relao cinemtica ou mecnica

entre elas.

Identificam-se dois tipos principais de zonas de transferncia entre os segmentos

de falha com distribuio espacial en chelon, (Bally, 1981 e Gibbs, 1984):

- Falhas de transferncia (hard-linkage) (figura 2.10a).

- Zonas ou rampas de revezamento (soft-linkage) (figura 2.10b).



Figura 2.10: Representao esquemtica dos dois tipos principais de zonas de

transferncia. (A) Falha de transferncia (hard-linkage) e (B) zonas ou rampas de revezamento

(soft-linkage). Modificado de Gawthorpe & Hurst (1993).

Com base na geometria, mais precisamente com o sentido do mergulho das

falhas, as zonas de revezamento podem ser subdivididos em zonas sintticas ou

conjugadas (figura 2.11).

As zonas de transferncia ocorrem em vrias escalas, estando o seu tamanho

diretamente relacionado com as falhas que lhes do origem. Sistemas de falhas menores

esto, por vezes, embutidos em sistemas maiores e, zonas de transferncia menores

podem, tambm, estar inseridas em zonas de transferncia de maior dimenso.

As zonas de transferncia de um rifte podem ser definidas como um sistema

coordenado de feies deformacionais que conservam o esforo distensional regional.

Este mecanismo deformacional mais ativo na poro crustal superior de comportamento

rptil. Ou seja, a no ser por um outro processo crustal, como por exemplo, fluxo dctil

ou uma intruso magmtica rasa acompanhada de distenso, a definio de zona de

transferncia comumente reduzida conservao do deslocamento da falha em trs

dimenses (Morley et al, 1990).



Figura 2.11: (A) Representao esquemtica, em mapa, das diferentes geometrias das

zonas de transferncia; (B) representao, em seo, da propagao de falhas por ligao de

segmentos. Modificado de Groshong (1999).

2.3 Dobramentos associados ao movimento de falhas normais

A maioria dos dobramentos em ambiente distensional est associada a sistemas

de falhas normais. Com base na relao geomtrica entre linha de charneira e o plano de

falha, pode-se classificar estas dobras em dois grandes grupos, que por sua vez podem ser

subdivididas em tipos especficos de dobras (Schlische 1995):

a) Dobras longitudinais: tm a linha de charneira paralela, ou subparalela, ao

plano falha. Neste grupo se incluem as de arrasto, de arrasto inverso e anticlinal rollover,

(figura 2.12a);



b) Dobras transversais: tm a charneira perpendicular ao plano de falha (figura

2.12b).

Uma outra classe de dobras tem sido alvo de estudos nos anos mais recentes, so

as dobras associadas a zonas de acomodao entre falhas normais (Faulds, et al., 2002).

Figura 2.12: Desenvolvimento de dobras associadas a falhamento normal: (a) dobra


2.3.1 Dobras longitudinais

2.3.1.a. Dobras de arrasto

As dobras de arrasto so dobras longitudinais que esto, geralmente, restritas s

imediaes da superfcie da falha. No teto da falha formado um sinclinal enquanto, um

anticlinal se desenvolve no piso (figura 2.12a). As dobras de arrasto resultam da

propagao das falhas em regies que foram previamente flexionadas ou, podem ser

formadas como resultado do atrito na superfcie da falha (Grasemann, et al., 2005).

Quando a falha que provoca o dobramento das camadas no atinge a superfcie (falha

cega) a dobra de arrasto pode-se denominar de fault propagation folds (Schlische, 1995)

(figura 2.13).



Figura 2.13: Ilustrao de uma dobra de arrasto devido propagao da falha na vertical

e na horizontal (fault propagation fold). Modificado de Schlische (1995).

2.3.1.b. Dobras de arrasto inverso

Tal como o nome indica, as dobras de arrasto inverso tm uma geometria inversa

s dobras de arrasto, ou seja, formam anticlinais no teto e sinclinais no piso da falha

(Grasemann et al 2005)(figura 2.14). Alm disso, essas dobras tendem a ocupar uma rea

maior que as dobras de arrasto (Schlische, et al., 1996).

O deslocamento das camadas provocado pela atuao de uma falha tende a

diminuir com a distncia ao plano de falha, resultando numa resposta flexural das

camadas do teto da falha (figura 2.14). O raio da dobra de arrasto inverso depende

diretamente do deslocamento da falha, ou seja, medida que a falha cresce a amplitude e

o raio da dobra tambm aumentam. Geralmente a amplitude do anticlinal de arrasto

inverso, no teto da falha, maior que o sinclinal de arrasto inverso no piso (Grasemann et

al 2005).



Figura 2.14: Modelo matemtico gerando uma dobra de arrasto inverso, sendo o

mecanismo causador a variao do deslocamento ao longo de uma falha normal, modificado de

Grasemann et al (2005). O deslocamento da falha faz-se no eixo x, o maior deslocamento representado pelas cores mais escuras.

2.3.1.c Dobra rollover

As dobras do tipo rollover formam-se devido ao movimento de falhas lstricas

normais. Este tipo de dobras resulta da geometria cncava caracterstica das falhas

lstricas. O movimento de massa ao longo destas falhas cria um vazio potencial entre o

teto e piso da falha, fazendo com que o teto colapse (figura 2.15). Na realidade nunca

chega a existir um espao vazio pois o movimento da falha e a deformao do teto

ocorrem simultaneamente.

A geometria do rollover controlada pela geometria da falha e pelo mecanismo

que deforma o teto para preencher o potencial vazio (Schlische, 1995). Os mecanismos

incluem cisalhamento puro (Gibbs, 1983), cisalhamento simples (White et al, 1986) e

deslizamento flexural (Davison, 1986). O tipo de mecanismo de deformao pode

depender das litologias afetadas.

Ao longo do tempo vrios modelos matemticos tm sido propostos para estimar

a geometria da falha com base na geometria do rollover e vice-versa (Poblet, 2005).

Existem modelos que consideram os efeitos da compactao, que envolvem mltiplas



falhas, etc. Estes modelos tm muitas vezes como limitao o fato de necessitarem de

dados dificeis de obter, como por exemplo, a profundidade da falha.

Devido semelhana geomtrica entre rollover e arrasto inverso de uma falha

normal, eles podem ser confundidos. Com base na falha que lhes d origem pode-se

distinguir o rollover como uma dobra que est associada a uma falha lstrica enquanto o

arrasto inverso no. O mecanismo deformacional tambm diferente pois, como j foi

referido, a dobra de arrasto inverso uma resposta flexural das camadas ao movimento

da falha, enquanto o rollover uma resposta gravitacional do teto da falha.

Figura 2.15: Representao de seis estgios da formao de um rollover (a a f).

possvel observar a gerao de espao devido ao movimento da falha lstrica levando a um

encurvamento das camadas para preencher o espao. Tambm possvel observar o

espessamento das camadas junto superfcie da falha, devido prpria geometria curvilnea das

camadas do teto da falha. Modificado de Schlische (1995).

2.3.2 Dobras transversais

As dobras transversais resultam da variao do deslocamento ao longo do plano

de falha (Schlische, 1995). Inicialmente as falhas so individualizadas, com o aumento da

deformao as falhas podem manter-se isoladas ou unir-se a outros segmentos de falha.

Estes mesmos segmentos podem se justapor ou no, podendo mergulhar no mesmo

sentido ou em sentidos contrrios. Estas diferentes arquiteturas de falhas do origem

assim, a diferentes geometrias de dobras.



No teto de uma falha as variaes ao longo do plano produzem um largo e

alongado sinclinal cujo eixo mergulha em direo falha. Um anticlinal largo e alongado

mergulhando para fora da falha formado no piso. As linhas de charneira do anticlinal e

sinclinal so usualmente paralelas e localizadas na zona de mximo deslocamento.

Figura 2.16: Ilustrao dos processos envolvidos no crescimento de falhas com

formao de dobras transversais, modificado de Schlische & Anders (1996). Cada painel mostra

estgios, numerados de 1 a 3, da evoluo do teto de uma falha normal. Esto ilustrados perfis

longitudinais para cada estgio. (a) Falha nica; (b) falhas sintticas no sobrepostas; (c) falhas

sintticas com sobreposio; (d) segmentos de falha antitticos.

Alm das dobras acima discutidas, outras dobras associadas distenso so

mencionadas na literatura. Faulds et al. (2002) estudaram a presena de dobras em zonas

de acomodao distencional. Entre falhas lstricas que mergulham em direo oposta



podem se formar sinclinais, assim como, entre falhas lstricas que mergulham uma contra

a outra podem se formar anticlinais. Estas dobras podem ser oblquas ou paralelas s

falhas lstricas (figura 2.17).

Figura 2.17: Esquema ilustrativo de dobras associadas a falhas em zonas de

acomodao. (A) e (B) representam, respetivamente, um sinclinal e um anticlinal oblquo. (C) e

(D) representam um anticlinal e sinclinal paralelo, respetivamente. Modificado de Faulds, et al.

(2002)

2.4 A modelagem fsica.

2.4.1 Breve introduo histrica

O primeiro experimento de modelagem analgica foi realizado por Sir James

Hall em 1815 (figura 2.18) (Koyi, 1997). Ao longo desse sculo vrios autores realizaram

experimentos simulando a gerao de falhas e dobras. O primeiro estudo sistemtico de

modelagem de deformao por cisalhamento puro foi realizado por Cadell em 1889.

Estes trabalhos iniciais do sculo XIX ilustravam a utilidade da modelagem fsica

para a compreenso de como as estruturas geolgicas se formam e evoluem. Desde ento,

um grande nmero de trabalhos, tendo como base a modelagem de bacias do tipo rifte foi

publicado na literatura especfica, seja deformao distencional (McKenzie 1978;



McClay 1987; McClay 1995; Withjack 1995; McClay 2002; Portugal 2008, entre outros),

deformao por tectnica de sal, distenso seguida de inverso, cintures de dobras e

falhas, entre outros.

Figura 2.18: Fotografia de Sir James Hall durante os seus experimentos, simulando a

formao das cadeias montanhosas da Esccia. (Koyi, 1997)

2.4.2 Materiais anlogos e relaes escalares

Na modelagem fsica, os corpos geolgicos so representados por materiais

anlogos. Destes materiais a areia seca, a mais utilizada como anlogo em estudos de

bacias sedimentares. O comportamento mecnico da areia idntico s rochas da

superfcie da crosta (Eisenstadt & Sims, 2005). Esta aproximao vlida para anlises

de primeira ordem de processos tectnicos, no sendo a areia um bom material para

explicar o acamamento mecnico dentro de sucesses sedimentares (Rossi & Stori,

2003). Para simular as anisotropias mecnicas estratigrficas, pode-se intercalar materiais

alternativos, como esferas de vidro, micas, etc. Para escolher dentro destes materiais

anlogos quais so os mais adequados usam-se vrios mtodos, como por exemplo o

estudo dos ngulos de cisalhamento interno dos materiais, Panien et al (2006).

Apesar de no exibir um perfeito comportamento friccional plstico, a areia seca

e a argila mida, comportam-se como materiais de carateristicas Navier-Coulomb,

friccionais/elsticas com aumento da tenso at a ruptura (figura 2.19) (Lohrmann, 2003).



As caractersticas reolgicas distintas destes dois materiais causam importantes

diferenas na deformao durante a distenso, como por exemplo a menor taxa de

propagao das falhas na argila, zonas de falha mais largas nos modelos em areia

(Eisenstadt & Sims, 2005).

Figura 2.19: Grficos mostrando o stress () em funo do strain (e) de um determinado

material. (A) Um material de comportamento Navier-Coulomb ideal, com o aumento da tenso

vai ter uma deformao plstica at ao ponto de ruptura onde assume um comportamento frgil.

Neste material ao ser atingido o ponto de ruptura a tenso necessria para deformar o corpo no

diminui. (B) Numa rocha da crosta superior a tenso necessria para ocorrer deformao frgil

menor que a necessria para atingir o ponto de ruptura. (C) Num material anlogo granular pode-

se observar que o seu comportamento bastante semelhante ao de uma rocha da crosta superior.

Modificado de Lohrmann (2003).

A deformao dctil tambm pode ser simulada em experimentos fsicos por

meio de materiais anlogos. Neste estilo deformacional o fluxo viscoso da astenosfera,

camadas de sal e outros materiais, simulada com vrios materiais anlogos, como por

exemplo mel para a astenosfera ou silicone para o sal (Vendeville et al., 1992).



Para as rochas que constituem uma bacia sedimentar consideram-se os esforos

gravitacionais os mais importantes, uma vez que governam o comportamento rptil de

tais rochas. Para a simulao destas rochas necessrio diminuir a coeso dos materiais

em igualdade de proporo diminuio de sua dimenso vertical. Esta relao

fundamenta-se na teoria da similaridade.

A teoria da similaridade permite a comparao entre uma estrutura geolgica

natural e o modelo escalado da mesma. Esta teoria foi desenvolvida no incio do sculo

XX e adaptada geologia por Hubbert em 1937 (Gomes et al 2004), que demostrou que

utilizando um fator escalar 10-5

ser necessrio diminuir o coeficiente de coeso do

material anlogo tambm por 10-5

. A anlise da equao 3 tambm mostra que a

densidade dos materiais tem pouca influncia no resultado da equao, mantendo

constante a distncia. Ento, uma reduo de 10-5

da coeso de uma rocha natural resulta

numa coeso muito baixa do material anlogo, como o caso da areia seca (McClay et al

1987).

Equao 3:

= () * ()

Onde:

= (modelo) / (original), o que corresponde (coeso) modelo / (coeso) original

= (densidade) modelo / (densidade) original

= (comprimento) modelo / (comprimento) original

2.4.3. Modelagem de estruturas em bacias tipo rifte

Desde os estudos pioneiros de modelagem no sculo XIX a modelagem fsica

tem sido bastante utilizada na compreenso da geometria, cinemtica e evoluo

dinmica de estruturas geolgicas distensionais (Withjack & Jamieson, 1986; Vendeville

et al 1987; Ellis & McClay 1988; Serra & Neslon, 1989; McClay, 1990; McClay & Scott,



1991; Tron & Brun, 1991; Vendeville, 1991; Brun & Tron, 1993; McClay & White,

1995; Withjack et al. 1995; Fossen, 1996; McClay, 2002, entre outros).

Os modelos fsicos permitem uma visualizao de como complexas estruturas se

formam ao longo do tempo e espao. Estes modelos permitem aos gelogos observar o

percurso geomtrico e cinemtico que levou complexa arquitetura das estruturas em

bacias sedimentares.

A observao da nucleao de sequncias de falhas nos modelos fsicos permite

que estes sejam utilizados como modelo para interpretar e realizar restaurao de sees

de bacias. Uma anlise detalhada da deformao em modelos fsicos, fornece indicaes

da cinemtica e dos mecanismos de deformao actuantes. Estes dados so fundamentais

para a determinao de algoritmos usados em software de balanceamento e restaurao

de sees ssmicas.

Os avanos mais recentes das tcnicas de modelagem, permitem a modelagem de

estruturas mais complexas, gerando mais dados sobre a deformao distensional de

bacias. Por exemplo, no sculo passado a deformao era normalmente analizada

bidimensionalmente, no entanto, mais recentemente o uso de raio-X tem permitido um

imageamento tridimensional dos modelos.

Estes dados permitiram uma melhor compreenso da evoluo geomtrica e

cinemtica de falhas e dobras em ambientes de deformao frgil. Possibilitam uma

compreenso da formao e movimento de sequncias de falhas. Os modelos fsicos tm

tambm fornecido modelos para regies de bacias sedimentares onde o mapeamento

ssmico das estruturas em profundidade de menor qualidade. Estes modelos tambm

fornecem dados para a modelagem numrica de tectonismo e sedimentao em bacias.

Os modelos distensionais de sistemas de falhas podem simular estruturas a vrias

escalas, desde escala de bacia deformao do teto de uma falha. No entanto, os modelos

fisicos so mais propensos simuo da deformao do teto de uma falha isolada.

A capacidade dos modelos fsicos simularem a natureza visvel ao comprar as

geometrias geradas com exemplos naturais existentes na literatura (McClay, 1995;

McClay, 2002; Jin & Groshong, 2006; Sun et al, 2009).

Captulo 2

ESTADO DA ARTE

Desenvolvimento de dobras e falhas em ambiente distensional: Aplicao da modelagem fsica 5


ESTADO DA ARTE

2.1 Princpios base de deformao

As rochas encontram-se constantemente submetidas a um campo varivel de

tenses, levando sua deformao. Assim, a deformao pode ser definida como uma

mudana no volume, forma e posio de um determinado corpo rochoso devido atuao

de um campo de tenses (Fiori, 1997).

A deformao pode ser classificada em duas classes distintas (Price & Cosgrove,

1990):

(i) Deformao de um corpo rgido, implica deslocamento de um corpo no

espao sem que ocorram mudanas na sua forma ou volume, este deslocamento pode ser

rotacional ou translacional.

(ii) Deformao de um corpo no-rgido, provoca mudanas na forma e no

volume, atravs da deformao volumtrica e distoro do corpo.

A deformao tambm pode ser homognea ou heterognea (Park, 2004). Na

deformao homognea so mantidas as relaes geomtricas do corpo. Enquanto na

deformao heterognea considera-se um somatrio de deformaes homogneas, com

diferentes direes e magnitudes, aplicadas a cada ponto do corpo (figura 2.1).

Figura 2.1: Representao grfica da deformao homognea e heterognea: (a) corpo

original no deformado; (b) corpo deformado homogeneamente; (c) corpo deformado

heterogeneamente.